TIPOLOGIA DE DUNAS EOLICAS. PROCESOS DE EROSION

Anuncio
Estudios geol., 46: 99-109 (1990)
TIPOLOGIA DE DUNAS EOLICAS. PROCESOS DE
EROSION-SEDIMENTACION COSTERA y EVOLUCION LITORAL DE
LA PROVINCIA DE HUELVA (GOLFO DE CADIZ OCCIDENTAL, SUR
DE ESPAÑA)
G. Flor *
RESUMEN
Se clasifican las diferentes tipologías de dunas eólicas costeras del sector occidental del
Golfo de Cádiz y, en el caso de las dunas pleistocenas del sector Mazagón-Matalascañas,
se detallan los aspectos sedimentológicos más sobresalientes, ya que se trata de uno de los
ejemplos fósiles más importantes de la costa peninsular. Se deducen los segmentos litorales
con procesos de sedimentación o erosión en función de las formas dunares, su distribución
y relación con la configuración litoral, la extensión de la zona supramareal, el límite playa/duna o de la no existencia de depósitos eólicos. Por último, se establece la evolución
sedimentaria del litoral, enmarcando la formación de los diferentes depósitos eólicos costeros.
Palabras clave: dunas costeras, clasificación, sedimentación, erosión, evolución costera,
Huelva, Golfo de Cádiz, España.
ABSTRACT
Several morphogenetic coastal sand dunes in the Gulf of Cádiz (province of Huelva)
are classified; also, the pleistocene coastal dunes outcropping between Mazagón and Matalascañas are detailed from the sedimentological point of view because they are one of the
most important examples of fossil coastal sand dunes on the Iberian coasts. Erosive and
sedimentary processes are determinated from the eolian morphology, its distribution and
the relation with the littoral configuration along the coast, the amplitude of the backshore
zone and the border of the beach/dune zone. Finally, the sedimentary evolution of the coast
is established including the formation of the different eolian deposits.
Key words: coastal sand dunes, classification, sedimentation, erosion, coastal evolution, Huelva, Gulf of Cádiz, Spain.
Introducción
El estudio de la tipología de las dunas eólicas costeras, su distribución y su relación con la configuración de la costa permite establecer una separación
del litoral en diferentes sectores de acuerdo con los
procesos erosivos o sedimentarios, e incluso evaluar
si los procesos son cualitativamente más o menos intensos. Asimismo, se pueden definir los emplazamientos sedimentarios en función de los estacionamientos del nivel del mar, así como de los procesos
epirogenéticos y eustáticos, para los que se propone
una evolución.
Las dunas representan el material fluvial que primero se recicla al continente y suponen, por tanto,
el exceso sedimentario que la plataforma interna y
ambientes costeros, sometidos a la corriente costera,
oleajes y/o mareas (pudiendo éstas no existir o ser
inapreciables), son incapaces de consumir o incorporar. Por ello, el sobrante será el primero en emplazarse por el viento como dunas eólicas costeras y,
cuando se produzca alguna alteración en la tenden-
* Area de Estratigrafía. Departamento de Geología. Universidad de Oviedo. e/. Arias de Velasco, s/n. 33005 Oviedo.
100
cia sedimentaria de algunos de los subambientes relacionados, serán las primeras en sufrir una mayor sedimentación o erosión. Son, por tanto, un indicador
muy sensible de la resultante sedimentaria o erosiva
de una costa arenosa, cara a la predicción futura o
al manejo litoral (construcciones civiles, regeneración y mejora de playas, creación de nuevas dunas,
interrupción de la erosión, etc.).
La forma de las dunas depende, en primera instancia, del viento, único agente dinámico que interviene en el emplazamiento de la arena en las áreas
de posplaya, si bien la humedad y la vegetación condicionarán fuertemente la morfología resultante, así
como los oleajes de tormenta que retocan las mismas
en el límite con la playa. También la actuación de la
corriente costera, los frentes de oleajes, la orientación costera frente a los vientos reinantes y otros de
mayor intensidad y la historia geológica reciente
(eustatismo y epirogenia y modificación humana) determinan la sedimentación eólica final.
Una de las causas más importantes que alteran la
estabilidad de los campos dunares es la debida al
hombre, por la fuerte presión ejercida sobre el litoral en la actual cultura del ocio. Puede manifestarse
de muy diferentes maneras, así, si se efectúan dragados en los canales principales de estuarios, se producirá una erosión en las dunas pertenecientes a las
barras arenosas que los cierran (casos de los estuarios de Santander, Avilés y Corme-Lage). Las presas hidráulicas evitan las aportaciones de sólidos al
borde costero, e inducen al aterramiento paulatino
de los estuarios por entrada de material procedente
de la deriva litoral; los grandes diques, en los márgenes de los estuarios, determinan la formación de
aréas sedimentarias y erosivas o de no sedimentación
en determinados segmentos costeros a uno y otro
lado de los mismos; en la costa de Huelva, se está
produciendo una intensa sedimentación, con formación de playas al Oeste del dique de Punta de la Canaleta (Punta Umbría) y del de Juan Carlos 1 (Isla
de Saltés), o lo que es 10 mismo, a barlovento de los
diques ante la trayectoria hacie el Este de la deriva
litoral.
El Golfo de Cádiz occidental, entre la desembocadura del Guadiana y el Guadalquivir, representa una
costa donde la sedimentación costera con progradación de los sistemas sedimentarios es un hecho constatado históricamente, tanto a escala regional (San
Miguel de la Cámara, 1913; Gavala y Laborde, 1952;
Dabrio, 1982; Dabrio et al., 1980; Dabrio y Polo,
1987), como local (Clemente et al., 1985a; Clemente
et al., 1985b y Rubio García et al., 1985). Por otra
parte, contiene depósitos eólicos de gran extensión
repartidos fundamentalmente en dunas actuales activas, ligadas a las playas mareales atlánticas, dunas activas desconectadas de la playa: los trenes de dunas
G. FLOR
transversales en el Coto de Doñana, dunas subactuales activas, situadas en posición colgada entre Mazagón y Torre de la Higuera, dunas subactuales fijadas,
ligadas a extensos campos dunares, como los de Las
Anti11as (Este de Santa Cristina), El Rompido (Este
de Cartaya) y El Portil-Punta Umbría (Este de El
Porti)), que se sitúan en las áreas internas de las activas y dunas pleistocénicas, que afloran como un conjunto arenoso fósil entre Mazagón y Matalascañas.
Un último tipo de dunas, que no se entra en su consideración, es el que Leyva y Pastor (1976) y Pastor
y Leyva (1976) denominan manto eólico, con espesor variable de decimétrico a métrico.
Objetivos y métodos
Tres son los objetivos perseguidos en este trabajo;
el primero, clasificar los tipos de dunas desde el punto de vista morfológico, encuadrándolas de acuerdo
con el grado de funcionamiento; el segundo, determinar a partir de su presencia o no, de la propia tipología dunar y de la forma del límite playa/duna el
grado de erosión y sedimentación en esta costa; por
último, establecer la evolución del borde costero,
para comprender la distribución de los sistemas sedimentarios y su comportamiento futuro.
La clasificación de las diferentes formas dunares,
atendiendo a criterios morfológicos, se lleva a cabo
siguiendo los trabajos precedentes de Flor (1980a y
1983), basados en una serie de autores citados en la
bibliografía de dichas publicaciones. Además, se han
tenido en cuenta otros trabajos del autor, referidos
a ambientes eólicos costeros (Flor, 198üb, 1981 y
1984) YFlor et al. (1983), sobre el litoral cantábrico
y gallego.
Los procesos de erosión y sedimentación dominantes se deducen mediante la consideración, en primera instancia, de los agentes dinámicos principales:
corriente costera, aportes fluviales y oleajes, presencia de barreras artificiales y naturales, grado de evolución del límite playa/duna: frentes erosivos de fuerte pendiente o sedimentarios de suave pendiente
(Hesp, 1988), magnitud de los campos dunares y fijación de las bandas activas, ausencia de depósitos
dunares, extensión de las áreas supramareales, etc.
Los fenómenos erosivos se manifiestan por la actuación de oleajes de tormenta, que crean taludes de
fuerte pendiente en los frentes de dunas, de una forma más bien permanente, donde son frecuentes la
evolución de los mismos con la formación de bloques
caídos, deslizados, rotados, etc. y de pasillos de tormenta, que son entrantes con forma convexa hacia
tierra. Estos frentes erosivos provocan perfiles transversales asimétricos en los cordones dunares: mayor
pendiente a barlovento (límite duna/playa) y taludes
TIPOLOGIA DE DUNAS EOLICAS. PROCESOS DE EROSION-SEDlMIENTACION COSTERA ...
~
-
,
.
'---~
.
MADRID
Dunas
bl~n
desarrollados
Dunos inclpll:nlc:s
AusenClQ de dunas collCas activas
~
Sedlmc:nlaclón muy Intensa
:::;-,."",'-'
Sedimentación olla
~
Erosión
Sedimentación escasa
Proceso:: dunas I playa
~
Aportación siliclClásllca fluvial Intenso
Derivo litoral
Erosión submarIna
Fig, l.-Esquema de situación, Procesos principales de erosión y
sedimentación en el litoral onubense,
suavizados a sotavento. Como quiera que el oleaje
es el factor dinámico que actúa de forma directa, la
configuración del límite playa/duna debe contemplarse con suma cautela a la hora de concluir sobre un
proceso final de erosión o sedimentación dominante.
En efecto, una misma playa puede presentar áreas
de erosión ligadas a la actuación de cabeceras de
corrientes de resaca (lugares donde el frente dunar
será de mayor pendiente por erosión), las cuales varían de posición en el tiempo y en el espacio, siendo
función de los climas de oleaje; por otra parte, los ciclos de erosión/sedimentación tienen una componente estacional anual pero también de hasta una década, de manera que un frente dunar puede mantenerse localmente durante varios años, sin implicar que
la erosión global juegue en esa zona un papel decisivo; tampoco tendrá esa característica erosiva un
cordón dunar en progresión con el talud verticalizado, sino todo lo contrario. Se consideran procesos
erosivos netos cuando la recesión del acantilado dunar o costero produce frentes de fuerte pendiente con
avance más o menos continuado y pérdida de masa,
sin recuperación en el tiempo.
101
Características generales de la costa
Es una costa baja arenosa, que se continúa por el
Oeste hasta el Algarve occidental y por el Este hasta
el Estrecho de Gibraltar. La causa debe buscarse,
fundamentalmente, en los complejos procesos tectónicos de la región, la fuerte aportación de elementos
siliciclásticos a través de grandes cuencas fluviales
(Guadiana, Tinto y Odiel y Gudalquivir) y otras menores (Piedras, en Cartaya), así como los mo~imien­
tos eustáticos en el Pleistoceno y Holoceno.
Los ambientes sedimentarios costeros mejor representados son los de los sistemas de playas mareales
y dunas eólicas asociadas, así como los de estuarios.
El perfil litoral dibuja un arco cóncavo hacia el
mar, cuyo eje se inclina en dirección NE-SO, cambiando desde una orientación OSO-ENE en el borde occidental hasta NNO-SSE en el extremo oriental
de la playa de Castilla o de Doñana (Punta de Malandar, en la desembocadura del Guadalquivir). Tiene una longitud de alrededor de 120 km, pero si se
considera la zona afectada por las ondas mareales
dentro de los estuarios se incrementa considerablemente.
La corriente costera tiene una trayectoria hacia el
Este, siendo una componente de la corriente portuguesa que barre la fachada atlántica gallega y portuguesa de Norte a Sur en su progresión hacia el Estrecho de Gibraltar. En este litoral, los efectos de la
corriente costera se ven enmascarados por la acción
de la deriva playera, ya que sus trayectorias coinciden entre sí. La deriva playera general del oleaje es
más intensa, pues los trenes de oleaje predominantes son de dirección 130-310" (Dabrio el al., 1980).
Los efectos se suman entre sí, dando una deriva litoral resultante de gran intensidad hacia el Este. En
el golfo de Cádiz, los componentes de oleaje son del
Oeste y OSO, particularmente en lo que concierne
al oleaje de deriva (<<swell»). Este último incide sobre la costa onubense de una forma oblicua, por lo
que el transporte arenoso es mucho más intenso que
en el sector gaditano, donde estos trenes actúan casi
perpendicularmente.
Las mareas son semidiurnas y, de acuerdo con Davies (1964), se incluirían dentro de la categoría de
mesomareales (mareas vivas: rangos con valores
máximos de 3,40 m) y micromareales (mareas muertas: valores máximos de 1,33 m).
Los vientos dominantes o reinantes, así como los
más intensos, en lo que respecta a la formáción y retoque o erosión eólica, proceden del SO.
Dunas actuales activas ligadas a las playas
En éstas, el suministro arenoso permite que crezcan de forma continua y evolucionen hacia formas de
102
Fig. 2.--eordones duna res. el mis interno de mayores dimensiones. Punta Umbrfa.
mayor volumen. Son las más ampliamente representadas en toda la costa.
Cualitativamente, se diferencian dunas incipientes,
constituidas por acumulaciones no bien definidas
donde la vegetación y la humedad ambiental juegan
un papel decisivo al anclarse al sustrato y condicionar el origen de montículos aislados (piramidales o
cónicos, que se llegan a interconectar en mayor o menor medida; fig. 5), colas de arena, dunas envolventes y cordones dunares (fig. 3) poco evolucionados.
Representan áreas con una tasa de sedimentación eólica alta: Isla Cristina a Punta del Caimán (situado al
Este de la población), o bien una sedimentación eólica reducida, pero con fuerte progradación de la playa (playa de Isla Canela, punta de la flecha del Rompido, extremo oriental de la playa de Punta Umbría,
playa de SaItés y extremo oriental de la playa de Doñana) o, por último, sedimentación eólica escasa en
determinados segmentos (pueblo de El Rompido-El
Portil).
Por lo que respecta a las dunas bien desarrolladas,
son del tipo de cordón dunar (6g. 2 Y3), siendo las
más extendidas. Tienen una anchura media de unos
75 m y alturas de 6 m. Lo constituyen todo un complejo de formas menores, repartidas irregularmente.
Dibujan un perfil transversal generalmente asimétrico con mayor pendiente a barlovento por el efecto
erosivo del oleaje y tendencia simétrica cuando éste
apenas si tiene efecto sobre el límite playa-duna. La
erosión del oleaje de tormenta provoca la formación
de ensenadas de erosión en dichos frentes o taludes
con pendiente subvertical. Son muy frecuentes las depresiones de deflación eólica (<<blowouts») a sotavento de los cordones dunares (fig. 5). Son buenos ejemplos los de la zona oriental de la playa de Isla Canela (o Punta de la Barra, al Este de la desembocadura
del Guadiana), playas del Perdigón y El Rompido
(en la porción expuesta de la flecha), Punta Umbría
G. FLOR
Fig. 3.--eordón dunar incipiente con el frente sometido a erosión
y recrecimiento sedimentario, situado frente al cordón principal
activo, signo evidente de una progradación en cste sector. Area
occidental de Punta Umbrfa.
y Doñana. En todas las dunas, se separan, con gran
detalle, los cinco estadios morfológicos y formas particulares, propuestos por Hesp (1988) para la costa
SE australiana.
Dunas activas desconectadas de la playa
Reciben aportaciones sedimentarias limitadas de la
playa, desplazándose ostensiblemente. Están repre·
sentadas por dunas transversales en el Parque de Do·
ñana, en posiciones internas y alejadas de la playa.
Se desarrollan en posiciones relativamente alejadas de la playa, alineándose en bandas subparalelas
a la línea actual de playa, por detrás de los cordones
dunares activos en conexión con la zona suprama·
real. Se distinguen dos conjuntos, el más interno está
representado por dos trenes de ripples gigantes cu·
yas crestas se alargan oblicuamente a la playa y pa·
ralelos entre sí, con una dirección NO-SE; el más ale·
jada de la playa tiene una mayor extensión lateral.
Los espacios interdunares o corralejos en esta comar·
ca reciben los nombres de Pinar de la Liebre, el ex·
terno, y La Majada Real, el interno.
El conjunto externo es el mejor desarrollado, estando constituido por tres trenes de ripples gigantes
paralelos entre sí, alineados paralelamente a la playa
(NNO-SSE); el más interno coalesce con el externo
del conjunto interno.
Estas dunas complejas son más propias de áreas
desérticas, que pueden englobarse bajo la denominación de campos de dunas barjánicas o campos de bar·
janes, cuyos ejemplos más conocidos están en la Baja
California (Méjico), bien estudiados por lnman el al.
(1966); en la playa de Sonabia (oriente de Cantabria), hay un campo reducido de barjanes, mejor individualizados, totalmente fijados por vegetación y
TlPOLOGIA DE DUNAS EOLlCAS. PROCESOS DE EROSlON-SEDlMIENTACION COSTERA...
-- ....
::.
_~--'~
103
,..- .."" ..
,:, '~';.,.
''". 4", • .J
~
'oiV
Fig. 4.-Dunas colgadas del sector Maz.ag6n-Mmalascañas (Area al
Este de Loro). Por debajo, afloran las dunas pliocuatemarias en
cuya base se acumulan pequeños abanicos aluviales y bloques caídos, que muestran la tendencia claramente erosiva de este sector.
Fig. 5.-Depresiones de deflación eólica, originadas a sotavento
del cordón ac¡ivo; en primer término, dunas del tipo montlculo aislado. Dunas de Punta Umbrra.
emplazados en épocas preholocenas, que poseen un
interés extraordinario (Flor, 1980). Se les adosan dunas lingüiformes muy frecuentes. En los espacios in·
terdunares, se dejan ver los cercos o sombras del
avance dunar con una convexidad acentuada hacia el
mar; se miden las anchuras de tales formas barjanoi·
deas, que oscilan entre 150 y 200 m. Estas dunas es·
tán en constante movimiento tierra adentro (despla·
zamiento medio de 6 mIaño, Aguilar el al., 1986), y
tienen un perfil transversal claramente asimétrico
(mayor pendiente a sotavento o frenle de avance: su·
perior a los 30") y sus alturas suelen alcanzar los
20 m, aun cuando se lleguen a registrar cifras supe·
riores; la longitud de onda varía entre 190 y 600 m,
con una media de 350 m.
El conjunto externo tiene una mayor movilidad,
produciéndose, en determinados segmentos, un tras·
vase continuo de arena perpendicularmente a la .
playa.
Estas dunas de Doñana comenzaron a ser activas
a partir del siglo XVI, debido a problemas de defo·
restación, derivando el material de la erosión de las
dunas pleistocenas del sector Mazagón·Matalascañas
(Clemente, Siljestrom y García, comunicación verbal).
acantilado con alluras variables entre 10 y 20 m (mayor en la mitad oriental).
Tienen un espesor métrico en el borde acantilado
para ganar potencia a sotavento (máxima de 70-90 m
en El Asperillo), hacia el Norte, con una pendiente
acusada en el frente de avance. En cierto modo, se
pueden asimilar a un ripple gigante o cordón dunar
muy asimétrico con longitud de onda muy variable
(desde un máximo cercano a un kilómetro entre el
Cuartel Mata del Difunto y las Chozas de Pichilín a
unas centenas de metros), incrementándose de Oes·
te a Este. En algunos sectores, se identifica un cor·
dón dunar erosionado en su frente y un surco laxo
con unas dimensiones mucho más reducidas, en posición más próxima al mar.
Se trata de una duna fijada en su mayor parte por
matorral y bosque de pinos en todo lo que constituyó su frente de avance y parcialmente en diferentes
parches, pero en fase activa en su interior; está erosionada en el borde externo por recesión del litoral,
dando taludes subverticales.
Dentro de la misma, se diferencian morfologías
menores, como dunas lingüiformes (Flor, 1980b) y
longitudinales, éstas de grandes dimensiones
(25AO m de anchura y 10·15 m de altura), montículos aislados con fijación vegetal, colas de arena, etc.
En algunos sectores del frente de sotavento, que son
cortadas por la carretera comarcal, salen dunas de
proyección (<<Iee-projection dunes», Cooper, 1967),
que son en realidad dunas de componente longitudi·
nal; se identifican también trenes de dunas transver·
sales menores de dimensiones métricas a decamétricas, con crestas y surcos más o menos rectilíneos y
paralelos entre sí, que representan sedimentaciones
eólicas pioneras previas a la instalación de las gran·
des dunas. También se individualizan depresiones de
Dunas subactuales activas
No reciben aportación alguna, sufriendo cambios
notables en las áreas no fijadas por vegetación. Se encuentran entre Mazagón y un poco al Este de Torre
de la Higuera, formando un conjunto de dunas cofgadas (fig. 4).
Estas dunas se sitúan sobre una superficie subplana que se resuelve, en su porción exterior, en un
104
deflación eólica (<<blowouts»), cuyo eje mayor se alarga paralela o perpendicularmente a la línea de costa;
de las primeras se conservan algunas de grandes dimensiones (450 m de eje mayor y 250 m de eje menor, al Norte del Cuartel Mata del Difunto).
La composición mineralógica es similar a la de las
dunas actuales de Mazagón (cuarzo y escasos restos
bioclásticos, éstos prácticamente inexistentes en estas subactuales activas), si bien existen aportaciones
locales del sustrato arenoso infrayacente. En conjunto, tienen una tonalidad ligeramente más beige que
las actuales, debido a procesos incipientes de oxidación.
Este complejo de dunas está totalmente desconectado de la playa, por lo que su emplazamiento tuvo
que llevarse a efecto en épocas precedentes, en que
el nivel del mar estaría situado en una posición más
alejada hacia el Sur (quizás entre 200 y 300 m de la
playa actual) y en circunstancias de una progradación
rápida del sistema playa-duna.
Dunas subactuales fijadas
Presentan formas perfectamente ancladas por la
vegetación y son un claro testigo de la progradación
del sistema playa/duna hacia el mar.
Están representadas por campos irregulares y cordones dunares, generalmente situadas en posiciones
más internas con respecto a los cordones dunares activos.
Los campos irregulares contienen formas de montículos aislados y coalescentes y están ampliamente
colonizados por vegetación, pudiéndose producir fenómenos importantes de deflación con lo que se generan dunas del tipo blowout o depresiones alargadas someras con forma elíptica acusada en planta, de
grandes dimensiones (más de cien metros de longitud, de 50 de anchura y escasa altura: 5-10 m, como
consecuencia de la posición superficial de la tabla
freática); ejemplos de este tipo se registran en El
Rompido y Doñana y de menores magnitudes
(60-70 m por 40-50 m) en Punta Umbría.
Los cordones dunares fijados suelen establecerse
en varias unidades cuyas crestas y surcos se alinean
en trenes sucesivos (dunas paralelas; Bird, 1970),
siendo los más antiguos los que adquieren alturas superiores. Tienen unas dimensiones mucho mayores
que las activas actuales, del orden de 4 ó 5 veces, tanto en longitud como en altura; son muy característicos los de la playa de Punta Umbría y los del extremo oriental de la playa de Castilla, que cierra el estuario del Guadalquivir, aun cuando éstos conservan
medidas muy similares entre sí y muy próximas a los
cordones actuales, en buena parte debido a la progradación rápida del sistema.
G. FLOR
Dunas pleistocénicas
Tienen un gran interés geológico, por cuanto representan uno de los conjuntos fósiles más extensos
e importantes de dunas costeras de la Península Ibérica (fig. 5).
Estos afloramientos onubenses han sido estudiados
con cierto detalle por Caratini y Viguier (1973), quienes, además de centrarse en análisis polínicos, llevan
a cabo granulometrías y morfoscopías, concluyendo
sobre su origen eólico. También Leyva y Pastor
(1976) realizan estudios granulométricos y mineralógicos, interpretándolos como sedimentos holomarinos, dentro de los que distinguen ambientes de playa, duna, etc.
Aflora como un cuerpo arenoso con geometría tabular-lenticular convexa a techo, cuya altura se reduce rápidamente en los extremos oriental yoccidental.
Se reparten en sets cuyo espesor varía de decimétrico a métrico (entre 0,20 y 2,40 m). Los límites superior e inferior son netos; lateralmente, se acuñan
hacia el Este y Oeste, conservándose más extensamente en la dirección Norte-Sur. Muestran estratificaciones cruzadas a media y gran escala, predominando estas últimas, del tipo planar tabular y planar
en cuña y, menos frecuentemente, cruzada en surco.
Las láminas también pueden ser horizontales o de
muy bajo ángulo, y suelen estar inclinadas hacia el
Norte, pudiendo aparecer componentes al NO y NE;
en estos casos, las pendientes de las láminas varían
de moderadas a altas (mayores de 30°), propias de
frentes de avance o sotavento. Se identifican, además, pendientes de moderadas a bajas, inclinadas al
Sur, pero raramente, correspondientes a espacios interdunares o superficies de barlovento. Las láminas
varían fuertemente desde planas a convexas y cóncavas e incluso sigmoidales, predominando las primeras, así como tangenciales en la base.
La litología dominante es arenosa de tonos gris claro y beige, constituida mayoritariamente por cuarzo,
así como feldespatos, fragmentos de roca y minerales pesados, que se hacen algo más importantes en
determinados niveles, predominando las subarcosas
(Leyva y Pastor, 1976). Tienen tamaños uniformes
de medios a finos (principalmente estos últimos), así
como clasificaciones buenas como evidencian Caratini y Viguier (1973) y Leyva y Pastor (1976). Las
morfoscopías revelan un 65 % de granos redondeados mates (Caratini y Viguier, 1973).
Otras litologías menos destacadas son las arenas
con materia orgánica (arenas turbosas) propias de niveles edafizados a escala decimétrica, que pasan insensiblemente de techo a muro, desde arenas lavadas a estos niveles; éstos son más frecuentes al Este
de la Torre del Loro, donde llegan a superponerse
TIPO LOGIA DE DUNAS EOLICAS. PROCESOS DE EROSION-SEDIMIENTACION COSTERA. ..
varios niveles en la mitad inferior del afloramiento,
pero con escasa continuidad lateral. Para Caratini y
Viguier (1973), la presencia de Corylus, entre otras
especies de Pinus, les conduce a pensar en una edad
Atlántica, siendo esta edad, en nuestra opinión, la
más acorde con la historia geológica de la zona; Leyva y Pastor (1976) les asignan una edad pliocuaternaria ya que, a nivel regional, son suprayacentes y
discordantes con el Andaluciense y Plioceno marino
indiferenciado.
Estos niveles de edafización representan interrupciones locales del aporte arenoso y la instalación de
una cubierta vegetal más o menos permanente. Otros
niveles de edafización reseñables están constituidos
por costras y nódulos ferruginosos (1-5 cm de espesor), algunos con aspecto ramoso, que pueden ser relativamente continuos o discontinuos. Se tratan de
concentraciones de óxidos e hidróxidos de hierro con
posibles huellas de bioturbación, que indican un cese
prolongado de la sedimentación; normalmente, se
encuentran a techo de este conjunto dunar.
También se encuentran niveles arcillosos limosos
de tonos pardo rojizos muy reducidos (decimétricos)
y discontinuos, que deben representar áreas de encharcamiento en espacios interdunares. Algunos tramos arenosos, con espesor decimétrico a métrico,
pueden presentar moteados de tonos blanquecino,
amarillento y anaranjado producidos por variaciones
del nivel freático. Ocasionalmente, se desarrollan
costras calcáreas blanquecinas de espesor milimétrica a centimétrico, propias de precipitación por evaporación en áreas dUDares con fuerte exposición y ausencia de vegetación.
No cabe ninguna duda que se trata, exclusivamente, de un conjunto dunar eólico costero, siendo, además, un ejemplo excelente de sedimentación dunar
progradante por retirada del nivel del mar en el momento de la deposición.
Esta última deducción viene avalada por las columnas estratigráficas realizadas en el sector del Médano de El Asperillo (Caratini y Viguier 1 1973; fig. 1;
Leyva y Pastor, 1976, fig. 3). Se diferencian varias secuencias positivas de arena que culminan con niveles
arenoso-turbosos de edafización, hacia la base, o arenas rojizas ferruginizadas o con concentraciones de
óxidos e hidróxidos de hierro, hacia el techo; los espesores de las secuencias decrecen de muro a techo:
6,6 m, 4,0 m, 2,7 m, 2,6 m y 1,8 m, dentro de las
que se identifican sets de magnitud decimétrica y métrica. Las bases son netas o erosivas, evolucionando
de forma gradual, y hacia el techo, a los niveles turbosos.
Cada secuencia muestra una aportación arenosa
por el viento desde la playa a la que se asocia, cesa
la sedimentación y se estabiliza, momento a partir
del cual se desarrolla un suelo de vegetación (nivel
105
edáfico turboso). A medida que el ~ar retrocede, la
aportación eólica decrece y también la humedad ambiental es menor, con lo que tales eventos finalizan
con la formación de niveles arenosos representativos
de oxidación fuerte (costras y nódulos ferruginosos).
Este proceso de pérdida de humedad hacia el interior de la duna lo apunta ya San Miguel de la Cámara (1913).
El componente bioclástico, menor que en la playa
de procedencia (Flor el al., 1983), se disuelve lentamente por el agua de lluvia, lo que se ve favorecido
por el menor tamaño de grano del sedimento eólico;
en estos depósitos no se encuentran evidencias de su
presencia.
Zazo el al. (1981), en niveles de turbas, dataron la
base (a 0,5 m) y la parte medida (a 8 m) del afloramiento en 41.000 y 12.260 años BP, respectivamente.
De la consideración de las estructuras sedimentarias mayores dunar, se concluye que los vientos que
emplazaron estos depósitos dunares tuvieron componentes muy similares a los actuales (predominantemente del SO).
Procesos de sedimentación-erosión
Prácticamente todo el litoral onubense está sometido a una intensa progradación sedimentaria, que se
refleja en un avance de playas y dunas, siendo estas
últimas los principales testimonios que, con carácter
morfológico y sedimentario, sirven como índices sensibles para su deducción. Unicamente, tiene lugar
una erosión importante en el sector costero comprendido entre el Este de Mazagón (Parador Nacional) y
Matalascañas. Para Dabrio y Polo (1987), la erosión
costera habría que extenderla a una parte de las del
Rompido y Punta Umbría.
De forma resumida, hay varias hipótesis que han
intentado explicar el fenómeno erosivo en el sector
aludido:
- Hundimiento entre la playa de Castilla y el Estrecho de Gibraltar. No explica la existencia de dos
zonas contiguas, una erosiva y otra sedimentaria, sometidas a un mismo proceso.
- Basculamiento hacia el Oeste desde la desembocadura del Guadalquivir. Esto supondría un levantamiento fuerte no solamente en dicha desembocadura sino hasta las proximidades de la ría de Huelva
y, consecuentemente, un encajamiento pronunciado
de la red fluvial en los propios sedimentos estuarinos, hecho que no se comprueba en absoluto. También se produciría una subsidencia mayor hacia el
Guadiana, con avance del mar hacia el estuario y disminución de las dimensiones de las playas de Isla Canela y Punta de la Barra, que sufren precisamente el
efecto contrario.
106
- Subsidencia diferencial en este sector de Mazagón con desencadenamiento de fenómenos de erosión. Se trata de una solución simplista que no atiende a los procesos sedimentarios globales.
- Construcciones civiles consistentes en diques
oblicuos a la línea costera. Su importancia se ha magnificado en determinados segmentos, aun cuando su
acción es rápida y de gran intensidad.
Es importante dilucidar primero las causas naturales de tales procesos. Como contribución al problema podrían tenerse en consideración las siguientes
argumentaciones:
- Si se admite un ascenso del nivel del mar por
causas simplemente eustáticas, la costa sería erosiva
salvo en las proximidades de los grandes estuarios,
cuyos productos sedimentarios son transportados hacia el Este por la corriente costera y el oleaje. Parece que la evolución sedimentaria de la costa es justamente la contraria; la transgresión flandriense, que
alcanzaría una altura entre +2 y +3,0 m en esta costa, permite pensar en un descenso del nivel del mar
en los últimos 6.000 años, si bien la tendencia puede
haberse invertido en los últimos tiempos. Esto explicaría, en parte, la erosión del segmento MazagónMatalascañas.
- La existencia de una mayor pendiente morfoestructural en la plataforma interna o la existencia de
una cabecera de un valle o depresión submarina, hecho constatable en las cartas náuticas, hace que los
sedimentos transportados por la deriva litoral hagan
by-passing en este tramo y no se haga posible la sedimentación estable. Podría producirse una recesión
en cabecera de esta depresión, bien por el ascenso
epirogenético, que sorneriza paulatinamente el fondo y lo deja sometido a oleaje de tormentas, por movimientos sísmicos (algunos importantes registrados
históricamente, como el de Lisboa de 2 de noviembre de 1755) o el que Rodríguez-Vidal (1987) califica como suceso catastrófico (tormentas, terremotos)
hace 2.000 años, lo que se traduciría inmediatamente en una tendencia erosiva en dicho segmento costero.
De acuerdo con la tipología dunar eólica, volumen
de acumulación y ausencia de dunas, se separan diferentes tramos costeros representativos de mayores
o menores tasas de sedimentación o de erosión.
Desembocadura del Guadiana-playa de Isla Canela. Dunas muy incipientes con escaso crecimiento.
Tasa sedimentaria alta de la playa con desarrollo de
una extensa zona supramareal y escasa deposición
eólica. El dique construido en la margen portuguesa
del Guadiana provoca una zona de sombra o de escasa sedimentación en la playa de Isla Canela; hacia
el Este, superada la zona de influencia, la sedimentación eólica es mayor.
G. FLOR
Punta de la Barra. Dunas de tipo cordón dunar
con una tasa sedimentaria dunar alta y de forma continuada.
Isla Cristina-Punta del Caimán. Dunas incipientes
del tipo de cordón dunar, que dan una serie de dunas paralelas siendo la tasa sedimentaria muy alta.
La zona occidental de la playa de Isla Cristina está
afectada por diques de abrigo para acceso al puerto,
creando condiciones de sombra con erosión en ese
extremo.
Punta del Caimán-Punta del Rompido. Cordones
dunares y grandes depresiones erosivas de origen eólico, cuya tasa sedimentaria es muy alta.
Punta del Rompido. Dunas muy incipientes en fase
de crecimiento. Tasa sedimentaria de la playa muy
alta, con progradación hacia el Este, y eólica escasa.
Sector El Rompido (pueblo)-El Portil. Dunas incipientes. Sedimentación baja a media.
El Portil-extremo occidental de la playa de Punta
Umbría (zona de la Bota). Cordón dunar con frentes erosivos. Tasa sedimentaria baja y procesos importantes de erosión, consecuencia del avance de la
flecha del Rompido, que crea una zona de erosión
por compensación. En la zona de la Bota, se han
construido pequeños diques perpendiculares de bloques de piedra para favorecer el crecimiento arenoso de la playa.
Playa de Punta Umbría. Dunas del tipo cordón dunar y depresiones erosivas eólicas reducidas, que representan tasas sedimentarias altas y localmente muy
altas. En algún sector occidental, se origina una cresta dunar pequeña por delante del cordón principal,
lo que indica una sedimentación eólica muy intensa
con progradación incipiente.
Extremo oriental de Punta Umbría (Punta de la
Caneleta). Dunas incipientes sobre una zona supram~real de playa con crecimiento acelerado (muy intenso) por la construcción del dique artificial emergido en la margen derecha de la desembocadura de
la ría de Huelva.
Playa de Saltés. Dunas incipientes. Fuerte sedimentación con aumento destacado de la playa supramareal al oeste del dique Juan Carlos 1.
Margen izquierda de la ría de Huelva. Práctica ausencia de dunas, pero crecimiento de la playa de forma similar a la playa de Isla Canela. El gran dique
aludido crea condiciones de escasa sedimentación en
todos los sistemas de playa-dunas de esta zona.
Mazagón-Parador Nacional. Cordones dunares incipientes. Baja tasa de sedimentación eólica.
Parador Nacional-Matalascañas. No existen dunas
eólicas activas en conexión con la playa. Erosión importante. En la propia playa de Matalascañas, se han
construido diques perpendiculares de bloques, similares a los de la zona de la Bota (Punta Umbría) para
evitar la erosión.
TIPOLOGIA DE DUNAS EOLICAS. PROCESOS DE EROSION-SEDIMIENTACION COSTERA ...
Matalascañas-playa de Doñana. Dunas tipo cordón
dunar y grandes depresiones erosivas de origen eólico, que alimentan campos de barjanes en posición
más interna. Tasas sedimentarias extraordinariamente intensas.
Extremo oriental de la playa de Doñana-desembocadura del Guadalquivir. Dunas incipientes sobre
una playa fuertemente progradante, que ha dejado
atrás todo un sistema de cordones dunares paralelos.
Evolución sedimentaria litoral
Conviene fijar las ideas sobre la evolución geológica desde el Plioceno hasta la actualidad, como paso
previo necesario para determinar las causas naturales de los procesos sedimentarios y erosivos en esta
costa. San Miguel de la Cámara (1913) invoca dos tipos de acciones: hundimiento entre la playa de Castilla y el Estrecho de Gibraltar y la acción del oleaje;
para el sector Ayamonte-barra de Huelva, la presencia de ríos implicaría que la costa avanza, mientras
que su ausencia entre las barras de Huelva y del Guadalquivir supondría un retroceso. Viguier (1974) establece una evolución desde el Plioceno Inferior, momento en el cual tendría lugar una regresión continua, que, en el Pleistoceno, estaría representada por
abanicos aluviales cuyos niveles de base se rebajan
paulatinamente; sería importante la formación de fallas sinsedimentarias y otras sobre las que se instalan
los cauces del Odiel, Guadalquivir, etc.; fallas recientes, con dirección Este-Oeste y hundimiento del
bloque meridional, serían las causantes de la progradación de playas y cierre de los estuarios. Torres Perezhidalgo (1975) habla de un levantamiento general
de bloques durante el Cuaternario, posterior al depósito de las dunas pliocuaternarias, a partir del cual
y hasta la actualidad, la subsidencia de la costa sería
continua. Leyva y Pastor (1976) y Pastor y Leyva
(1976) sugieren un basculamiento hacia el SO entre
Huelva y el Guadalquivir, que sería el causante de la
erosión litoral en los alrededores de Mazagón y progradación al SE de Matalascañas. Para Dabrio el al.
(1980), la tectónica reciente provocaría subsidencias
diferenciales: emersión o hundimiento alternativamente o con velocidades diferentes: así, entre Ayamonte y Huelva, la configuración costera estaría definida por una falla normal de edad Villafranquiense, que hunde el labio Sur. Otro factor desencadenante de procesos intensos y rápidos de sedimentación costera es el derivado de la acción humana (Dabrio y Polo, 1983 y 1987; Rubio García el al., 1985).
También, Rodríguez-Vidal el al. (1985) deducen una
regresión desde condiciones marinas al final del Neógeno para evolucionar a ambientes marinos someros
o intermedios a finales del Plioceno Inferior, conti-
107
nentalizándose el medio sedimentario en el Plioceno
Superior; el tránsito al Cuaternario estuvo marcado
por un carácter aún más continental y de mayor aridez. Zazo el al. (1985) encuentran unas condiciones
regresivas generalizadas durante el Plioceno Superior
en el litoral de Cádiz, que se acentúa en el Cuaternario. Rodríguez-Vidal (1987a) también deduce que
las variaciones del nivel del mar en el Cuaternario
son la continuación de la regresión en el Plioceno final y Pleistoceno inferior y que la mayor parte de las
formas actuales litorales se formarían a partir de la
transgresión flandriense.
Prácticamente, todos los autores tienden a relacionar estrecha y directamente los fenómenos tectónicos con los procesos sedimentarios y erosivos. Estos
fenómenos tectónicos no pueden dejar de tenerse en
cuenta en una región donde se sitúa un límite meridional de placa, con una intensidad sísmica de relativa importancia y cuya neotectónica ha sido puesta
en evidencia en las vecinas costas gaditanas (Zazo el
al., 1985) y en las más alejadas almerienses (Goy y
Zazo, 1982).
No obstante, en una costa donde los procesos sedimentarios son tan acusados y su repercusión tan reciente, es difícil introducir los fenómenos tectónicos
como causa directa en la reticulación del litoral, no
así del control indirecto que ejercen, 10 mismo que
los litológicos. Son precisamente los agentes dinámicos: corriente costera, oleajes y extrusiones fluviales
a la costa, movimientos eustáticos y epirogenéticos,
los que sirven para explicar mejor el comportamiento reciente de la costa. Las grandes facturas (falla del
Guadalquivir, Odiel, Tinto, etc.) y el rebajamiento
del nivel de base por ascenso epirogenético y sucesivas regresiones, coincidentes con fases glaciares, han
condicionado la formación de grandes cuencas fluviales, responsables de la aportación de fuertes volúmenes de sedimentos a la costa y alineaciones costeras
preferentes. Además, la configuración actual es eminentemente sedimentaria, con representación de ambientes intermedios característicos (playas arenosas,
dunas eólicas, lagoones y estuarios) y ésta se ha logrado en los últimos milenios, en que la deposición
en tales ambientes ha sido mucho más acentuada; la
epirogenia generalizada, que induce una regresión
dominante, y las últimas fases eustáticas (regresión
würmiense, transgresión flandriense y nuevo descenso del mar hasta una posición próxima a la actual y,
elevación en los últimos tiempos con una influencia
directa difícil de definir en los registros sedimentario
y erosivo), han servido para desencadenar dichos
eventos sedimentarios.
El levantamiento continental es bastante general,
aunque diferencial, en las costas peninsulares, de manera que dicho efecto se traduce en la aparición de
segmentos costeros acantilados, en la mayor parte del
108
litoral, característica que define la Península Ibérica.
De acuerdo con los registros sedimentarios dunares eólicos de la costa onubense, así como de los datos aportados por diferentes autores, citados en el
presente trabajo, se pueden evaluar los procesos de
transgresión/regresión, independientemente de otros
sucesos intermedios que pudieran haber tenido lugar
en esta zona.
Aun cuando las dunas se desarrollen mejor en costas progradantes (Gripp, 1968), el inicio de la sedimentación eólica pudo representar un movimiento
eustático positivo, seguido de una regresión. Hay que
tener en cuenta que una sedimentación dunar intensa puede llevarse a cabo en tiempos históricos relativamente cortos.
Los depósitos pleistocénicos de dunas costeras del
segmento litoral Mazagón-Matalascañas son claramente progradantes con una línea de costa, en el momento final de esta sedimentación dunar, situada
unos cientos de metros mar afuera y probablemente
unos pocos metros por debajo del nivel actual. Si se
compara con los sistemas de islas barrera con lagoones y marismas, con clara tendencia transgresiva, del
Plio/Pleistoceno de la bahía de Cádiz (Zazo et al.,
1983), estas dunas corresponderían muy probablemente a los momentos finales de este registro.
Después de sedimentados éstos, el nivel del mar
se eleva, alcanzando cotas de +3,0 m, aproximadamente, respecto al actual, con motivo de la transgresión flandriense; el nivel del mar llegaría hasta la base
o parte externa del gran cordón de dunas fósiles de
Punta Umbría y supondría la inundación de todos los
estuarios. Dabrio y Polo (1983) la fijan en +50 m
para Andalucía, mientras que, para Clemente et al.
(1985a), llegaría hasta las localidades de Gibraleón y
San Juan del Puerto en la ría de Huelva; RodríguezVidal (1987b), basándose en los datos de Mélieres
(1969), concreta el máximo en unos 6.000 años B.P.,
hecho admitido por Clemente et al. (1985a), cayendo 2 m alrededor de 5.500 años B.P.; Flor (1987), en
Galicia y litoral cantábrico, la fija en +3,0 m por encima de las mareas medias; en el litoral levantino,
González Pérez y Cuerda (1981) y Constante (1981)
la sitúan en +2 m y Cuerda et al. (1985), en Mallorca, sobre +2,5 m, llegando la regresión würmiense
al menos hasta -140 m. Parece, por tanto, razonable asignar entre +2,0 y +3,0 m la altura máxima de
esta transgresión para las costas andaluzas, de forma
que, prácticamente, salvo el gran cordón dunar fósil
de Punta Umbría, las restantes dunas se habrían depositado en sucesivas fases de progradación durante
estos últimos milenios. Esta transgresión rompe la
tendencia sedimentaria progradante y provoca una
primera línea de acantilados erosivos en el conjunto
de dunas pleistocénicas.
Las dunas subactuales activas que, posteriormen-
G. FLOR
te, quedarán colgadas, crecen gracias a una nueva
fase progradante, posiblemente como consecuencia
de la retirada del mar después de la transgresión holacena. De hecho, entre el techo de las dunas fósiles
pleistocénicas y la base de estas activas, se encuentran útiles neolíticos, por lo que estas dunas tendrían
una edad algo más moderna (Rodríguez-Vidal, como
personal). El nivel del mar al finalizar el proceso se
situaría algo más tierra adentro que el registro sedimentario precedente, pero mar afuera del actual; serían coetáneas con las denominadas por Zazo et al.
(1983) como manto eólico reciente.
Obviamente, las obras civiles practicadas en la costa en los últimos años han modificado y siguen actuando sensiblemente en el perfil litoral con la inducción de procesos sedimentarios y erosivos rápidos e
intensos.
Referencias
Aguilar Amat, J.; Montes del Olmo, e.; Ramírez Díaz,
L., y Torres Martínez, A. (1986). Parque Nacional de
Doñana. Mapa ecológico (escala 1:80.000). ICONA.
Bird, E. e. F. (1970). Coasts. MIT Press, 246 págs.
Caratini, C., y Viguier, C. (1973). Etude palynologique et
sédimentologique des sables halogenes de la falaise littorale d'EI Asperillo (province de Huelva). Estudios
Geol., 29, 325-328.
Clemente, L.; Ménanteau, L., y Rodríguez-Vidal, J.
(1985a), Los depósitos holocenos en el estuario de los
ríos Tinto y Odiel (Huelva, España). Actas. 1." Reunido
do Quaternario Ibérico, 1, 339-353. Lisboa.
Clemente, L.; Ménanteau, L., y Siljestr6m, P. (1985b). La
Punta de Malandar (Parque Nacional de Doñana, provincia de Huelva): características edáficas y morfogénesiso Actas. 1." Reunido do Quaternario Ibérico, 1,
473-490. Lisboa.
Constante L1uch, J. L. (1981). La emersión reciente dellitoral septentrional castellonense. Consideraciones metodológicas. Bol. Soco Caso Cult., 57-2,243-250.
Cooper, W. S. (1967). Coastal dunes of California. Geol.
Soco Amer. Mem., 104, 131 págs.
Cuerda, J.; Antich, S., y Soler, A. (1985). Las formaciones cuaternarias del torrente de Cala Blava en la bahía
de Palma (Baleares). Bol. Soco Hist. Nat. Balears., 29,
75-86.
Dabrio, e. J. (1982). Historia y dinámica de nuestra costa.
P. F. Martín (ed.), 36-39. Ed. Excmo. Ayuntamiento de
Cartaya (Huelva).
Dabrio, e. J., y Polo, M. D. (1983). Influencia humana en
el litoral. Actas. JI Reunión Nacional de Geología Ambiental y Ordenación del Territorio, 1.22-1.31. Lérida.
Dabrio, e. J., y Polo, M. D. (1987). Holocene sea-Ievel
changes, coastal dynamics and human impacts in Southern Iberian Peninsule. In: Late Quaternary sea-leve!
changes in Spain (e. Zazo Ed.), 10,227-247. I.G.e.P.
Project 2000, 306 págs.
Dabrio, e. J.; Boersma, J. R.; Fernández, J.; Martín,
J. M., YPolo, M. D. (1980). Dinámica costera en el Golfo de Cádiz: sus implicaciones en el desarrollo socioeco-
TIPOLOGIA DE DUNAS EOLICAS. PROCESOS DE EROSION-SEDIMIENTACION COSTERA ...
nómico de la región. Actas. I Reunión de Geología Ambiental y Ordenación del Territorio. Santander.
Davies, J. L. (1964). A morphogenetic approach to world
shorelines. Z. Geomorphol., 8, 27-42.
Flor, G. (1980a). Las dunas costeras de Cantabria: valores
singulares geológicos. Actas. I Reunión Nac. Geol. Ambiental y Ordenación del Territorio. Santander, 22 págs.
Flor, G. (1980b). Sedimentología de una duna lingüiforme
en la playa de Xagó (Asturias). Actas. IX Congr. Nac.
Sedimentología. Salamanca, 1,317-328.
Flor, G. (1981). Las dunas eólicas costeras de la playa de
Xagó (Asturias). Trabajos de Geología, 11,61-71.
Flor, G. (1983). Las formaciones dunares eólicas de Asturias. Astura, 1, 9-19.
Flor, G. (1984). Estudio sedimentológico y morfológico de
una duna costera «blowout» (Cabo Frouxeira, La Coruña). Trabajos de Geología, 14, 161-174.
Flor, G. (1987). Evolución del borde costero del noroeste
peninsular: un modelo de costa acantilada progradante.
Actas. VII Reunión sobre el Cuaternario. Santander,
215-218.
Flor, G.; Marquínez, J., y O'Neill, A. (1983). El complejo de dunas eólicas de la playa de Frouxeira (MeirásValdoviño, La Coruña). Cuadernos Lab. Xeolóxico
Laxe, 6, 155-187.
Gavala y Laborde, J. (1952). Hoja Geológica 1:50.000. Palacio de Doñana (1.033). /.G.M.E.
González Pérez, V., y Cuerda, J. (1981). Los depósitos
tlandrienses en el litoral de Torrevieja (Alicante). Actas. V Reunión Grupo Español Trabajos de Cuaternario.
Sevilla, 87-101.
Goy, J. L., Y Zazo, C. (1982). Niveles marinos cuaternarios y su relación con la neotectónica en el litoral de AImería (España). Bol. R. Soco Esp. de Hist. Nat. (Geol.),
80,171-184.
Gripp, K. (1968). Zur jüngsten Erdgeschichte von Hornum/Sylt und Amrum mit einer Übersicht über die
Enststehung der Dünen in Nordfriesland. Die Küeste,
16,76-117.
Hesp, P. (1988). Morphology, dynamics and internal stratification of sorne established foredunes in southeast
Australia. Sedimentary Geol., 55, 17-41.
Inman, D. L.; Ewing, G. c., y Corliss, J. B. (1966). Coastal sand dunes of Guerrero Negro, Baja Calif., México.
Geo!. Soco Amer. Bull., 77,787-802.
Leyva, F., y Pastor, F. (1976). Hoja Geológica 1150.000
(2.' serie). El Abalario (1.017). /.G.M.E.
109
Mélieres, F. (1974). Recherches sur la dynamique sédimentaire du Golfe de Cádiz (Espagne). Univ. de París VI.
Tesis doctoral. 325 págs. In: Clemente et al. (1985a).
Op. cit.
Pastor, F., Y Leyva, F. (1986). Hoja Geológica 1:50.000
(2.' serie). Moguer (1.000). /.G.M.E.
Rodríguez-Vidal, J. (1987a). Recent geomorphological
evolution in the Ayamonte-Mazagón sector of the South
Atlantic Coast (Huelva, Spain). In: Late Quaternary sealeve! changes in Spain (Ed. C. Zazo), 10, 259-264.
I.G.c.P. Project 2000.306 págs.
Rodríguez-Vidal, J. (1987b). Modelo de evolución geomorfológico de la tlecha litoral de Punta Umbría, Huelva. Actas. VII Reunión sobre el Cuaternario, Santander,
245-248.
Rodríguez-Vidal, J.; Mayoral, E., y Pendón, J. G. (1985).
Aportaciones paleoambientales al tránsito Plio-Pleistoceno en el litoral de Huelva. Actas. l." Reunido do Quaternario Iberico. Lisboa, 1, 447-459.
Rubio García, J. c.; Figueroa, M. E.; Fernández Palacios,
J., y Clemente, L. (1985). Dinámica geomorfológica actual de las marismas del Odiel (Huelva). 1: tipología, desarrollo y evolución reciente. Actas. l. u Reunido do Quaternario Iberico. Lisboa, 1, 379-392.
San Miguel de la Cámara, M. (1913). Las costas de la provincia de Huelva y sus variaciones en el período histórico. Bol. R. Soco Esp. Hist. Nat., 13,434-468.
Torres Perezhidalgo, T. (1975). Hoja Geológica 1:50.000
(2.' serie). Huelva-Los Caños (999-1.016). /.G.M.E.
Viguier, C. (1974). Le Néogene de I'Andalousie Nord Occidentale (Espagne). Histoire géologique du «Basin du
Bas-Guadalquivir». These de Doctoral. Université de
Bourdeaux. 449 págs. In: Dabrio et al. (1980). Op. cit.
Zazo, c.; Dabrio, C. J.; Goy, J. L., Y Ménanteau, L.
(1981). Torre del Loro. Guía de Excursiones. V Reunión
G.E. T. Cuaternario. Sevílla, 357-361.
Zazo, c.; Goy, J. L., Y Dabrio, C. (1983). Medios marinos y marinos-salobres en la bahía de Cádiz durante el
Pleistoceno. Mediterránea, 2, 29-52.
Zazo, C.; Goy, J. L.; Dabrio, C. J.; Civis, J., y Baena, J.
(1985). Paleogeografía de la desembocadura del Guadalquivir al comienzo del Cuaternario (provincia de Cádiz,
España). Actas. /." Reuniao do Quaternario lberico. Lisboa, 1, 461-472.
Recibido el 23 de mayo de 1989
Aceptado el 22 de marzo de 1990
Descargar